Document Type : Original Article
Authors
1 Department of Geology, Faculty of Science, University of Sistan and Baluchestan, Zahedan, Iran
2 دانشکده علوم، گروه زمین شناسی
Abstract
Keywords
Main Subjects
افیولیتها سنگکرة اقیانوسی کهن هستند که در پی فرایندهای زمینساختی در قارهها جایگزین شدهاند (Coleman, 1977; Nicolas, 1989; Pearce, 2014). از یک سو، فرورانش سنگکرة اقیانوسی عامل مهمی در فعالیتهای آتشفشانی کمانهای ماگمایی است و بر ترکیب ماگماهای کمان آتشفشانی تأثیر مهمی دارد (White, 1989) و از سوی دیگر، فرورانش آن به بخشهای ژرفتر گوشته از مهمترین سازوکارهای بازگشت مواد به درون گوشته و خاستگاه برخی نقاط داغ و ناهمگنیهای گسترده در آن است (White, 1986). بررسی سنگکرة اقیانوسی نه تنها به درک چگونگی تحولات سیستمهای ماگمایی زمین کمک میکند، بلکه با ارائه شواهدی از وجود حوضههای اقیانوسی قدیمی، در شناخت تحولات زمینساختی و جغرافیای دیرینه نقش مهمی دارد (Bédard, 2014; Dilek and Furnes, 2014). ازاینرو، شناخت درست ویژگیهای سنگشناختی و زمینشیمیایی سنگکرة اقیانوسی نقش محوری در تبیین و توضیح فرایندهای زمینشیمیایی کل زمین دارد. از مهمترین و در دسترسترین راه برای ارزیابی سنگکرة اقیانوسی بررسی افیولیتهاست.
گسل زاگرس محل برخورد شاخه جنوبی نئوتتیس بهشمار میرود و با گذر از جنوب ترکیه و شمالباختری ایران تا دریای عمان ادامه دارد (Berberian and King, 1981; Dilek and Flower, 2003; Dilek and Furnes, 2009). بازشدن این شاخه از نئوتتیس، در پرمین آغاز شده و در تریاس به بیشترین گسترش خود رسیده است (Moinevaziri et al., 2008). فرورانش پوسته اقیانوسی نئوتتیس به زیر خردقاره ایران مرکزی (اوراسیا)، در پی جابجایی رو به شمال قارة آفریقا، از تریاس پسین - ژوراسیک آغاز و در کرتاسه پسین (Alavi, 2004) بسته شده است. برخورد نهایی در ائوسن میانی (Agard et al., 2005)، یا ائوسن- الیگوسن (مانند: Allen and Armstrong, 2008)، یا الیگوسن (مانند: Pirouz et al., 2107) یا میوسن (Mohajjel et al., 2003; Azizi and Moinevaziri, 2009) و یا میوسن پسین- پلیوسن پیشین (مانند: Zhang et al., 2017) رخ داده است. در پایان و در نتیجة این فرورانش، افیولیتهای زاگرس، در زمان کرتاسه پسین- پالئوسن جایگزین شدهاند و پهنة ماگمایی ارومیه- دختر همروند با زاگرس پدید آمده است (مانند: Berberian and King, 1981; Agard et al., 2005; Dilek et al., 2010).
افیولیتهای زاگرس به دو گروه کمربند افیولیتی زاگرس درونی و بیرونی ردهبندی شدهاند (Shafaii- Moghadam and Stern, 2011). هرچند که برپایة اجماع عمومی، افیولیتهای زاگرس تکامل زمینشناختی نئوتتیس را از زمان پیدایش ریفت تا بستهشدن پایانی نشان میدهند (Shafaie- Moghadam and Stern, 2015)؛ اما هنوز دیدگاههای متفاوتی دربارة چگونگی این تکامل در زاگرس بهویژه زمان بستهشدن و برخورد پایانی آن وجود دارد (مانند: Alizadeh et al., 2013; Nouri et al., 2015; Moradpour et al., 2017; Aliani and Daraeezadeh, 2018; Mahmoudi et al., 2018; Monsef et al., 2018; Nouri et al., 2018). یکی از ویژگیها متمایز افیولیتهای منطقه مریوان- پالنگان رخنمون افیولیتهای جوان به سن ائوسن پسین است (Rahimzadeh et al., 2014) که بهندرت همارز آنها در دیگر رخنمونهای افیولیتهای نئوتتیس یافت میشود (Shafaie- Moghadam and Stern, 2015). با توجه به جوانبودن این سنگها، بررسی آنها تا اندازهای به زمان بستهشدن و برخورد پایانی نئوتتیس کمک میکند.
ازآنجاییکه بازالتها بهعلت خاستگاهگرفتن از گوشته از بهترین نمونهها برای پیبردن به ویژگیهای شیمیایی گوشته و تحولات سنگشناسی آن هستند (Hess, 1989)، بررسی بازالتهای مجموعة افیولیتی منطقه مریوان- پالنگان ضروری است. بررسی بنیادی روی مجموعة افیولیتی منطقه مریوان- پالنگان به تازگی آغاز شده است (Rahimzadeh et al., 2013; Allahyari et al., 2014; Saccani et al., 2014). پژوهشگران یادشده این افیولیتها را بهنام افیولیتهای سروآباد (سهولآوا) میشناسند. آنها افزونبر بررسیهای سنگشناختی و زمینشیمیایی، یک الگوی تکتونوماگمایی برای مجموعه افیولیت سروآباد پیشنهاد دادهاند (Allahyari et al., 2014; Saccani et al., 2014). برپایة الگوی یادشده مشارکت سازندههای OIB در خاستگاه بازالتهای با سرشت غنیشده منطقه نقش داشته است. ازاینرو، در این پژوهش به بررسی تنوع ترکیب شیمیایی بازالتهای مجموعة افیولیتی منطقه مریوان- پالنگان و نقش فرایندهای ماگمایی (مانند: ذوببخشی و تبلوربخشی) در پیدایش تنوع در این سنگها پرداخته شده است.
از یک سو، این بررسی به شناخت فرایندهای ماگمایی در پشتههای میاناقیانوسی کمک میکند. از سوی دیگر، در ادامه و تکمیل بررسیهای پیشین افزونبر فراهمآوردن دادههای زمینشیمیایی بیشتر برای این بخش از افیولیتهای زاگرس خارجی و در تأیید سرشت E-MORB نشان دادهشده در بررسیهای پیشین، افزونبر نشاندادن تنوع نمونههای بازالتی منطقه (حداقل دو گروه)، از احتمال مشارکت سازندههای EMII در سنگ خاستگاه بازالتهای افیولیتهای تتیسی خبر میدهد.
روشانجام پژوهش
در این پژوهش پس از بررسی نقشه و گزارشهای نخستین، بررسیهای پیشین، هنگام بازدیدهای صحرایی و برداشت اطلاعات گوناگونی از ویژگیهای سنگشناختی و ساختاری واحدهای سنگی، از همة سنگهای مجموعة افیولیتی مریوان- پالنگان برپایة تنوع سنگشناسی نمونهبرداری شد. پس از تهیه و بررسی مقطعهای میکروسکوپی، شمار 16 نمونة کمابیش سالم که نشانههای دگرسانی نداشتهاند برای تجزیه برگزیده شدند. تجزیة شیمیایی اکسیدهای عنصرهای اصلی به روش XRF و عنصرهای کمیاب به روش ICP-MS در آزمایشگاه Met-Solve Analytical Services Inc. در کانادا انجام گرفت. شمار 6 نمونه استاندارد TD-1 (Dunn and Stringer, 1990) برای ارزیابی دقت (precision) و صحت (accuracy) دادهها بهطور ناشناس تجزیه شدند. انحراف از معیار 2δ میانگین آماری (Jeffrey, 1975) برای تعیین دقت بهکار برده شد. برپایة این روش ارزیابی دقت برای عنصرهای اصلی بهتر از 08/0 درصد ، برای LILEها 5/7 درصد ، برای HFSEها 7 درصد و برای REEها و فلزهای پایه 4 درصد بود. صحت (Jenner, 1996) برای عنصرهای اصلی نیز بهتر از 5/6 درصد، 11 درصد برای LILEها، 15 درصد برای HFSEها، 6 درصد برای REEها و 15 درصد برای فلزهای پایه بود.
زمینشناسی منطقه
محدودة بررسیشده در این پژوهش بخشی از افیولیتهای کردستان (Shafaie- Moghadam and Stern, 2015) در کمربند افیولیتی زاگرس خارجی (Shafaii- Moghadam and Stern, 2011) بهشمار میرود.
افیولیتهای کردستان در ادامه افیولیتهای کرمانشاه از شهرستان کامیاران آغاز شدهاند و با گذر از شهرستانهای سروآباد و مریوان به افیولیتهای پنجوین در شمالخاوری عراق میرسند (شکلهای 1- A و 1- B). پژوهشگران پیشین افیولیتهای بررسیشده را افیولیتهای پیازه (Sabzehei et al., 2010)، افیولیتهای سهولآوا یا سروآباد (Saccani et al., 2014) و افیولیتهای کردستان (Shafaie- Moghadam and Stern, 2015) نامگذاری کردهاند. در این پژوهش، آنها، با نام «افیولیتهای منطقة مریوان–پالنگان» نامگذاری شدهاند. این مجموعة افیولیتی به دو بخشِ کمپلکس چور- نگل و پریدوتیتهای سرپانتینیتیشده ردهبندی میشوند. کمپلکس چور- نگل با روند شمالباختری- جنوبخاوری در راستای روراندگی اصلی زاگرس و به درازا و پهنای نزدیک به 23 و 5 کیلومتر است و با سنگهای دگرگونی پهنة سنندج- سیرجان دربر گرفته شده است (شکل 1- B). کمپلکس یادشده نشاندهندة یک توالی ناکامل افیولیتی است که بهترتیب از بالا به پایین دربردارندة سنگهای مافیک بیرونی، دسته دایکهای صفحهای، گابروها و سنگهای الترامافیک است (شکل 1- B).
شکل 1- نقشة زمینشناسی منطقة مریوان- پالنگان (زاگرس، باختر ایران) برپایة بررسیهای پیشین (Sabzehei et al., 2010; Allahyari et al., 2014). همانگونهکه در شکل دیده میشود توالی سنگهای آذرین بیرونی بیشتر در بالاترین تراز ارتفاعی کمپلکس چور- نگل (که شامل سه قلة کورهمیانه، پیازه و قلهبرد است) رخنمون یافتهاند.
بیشتر پریدوتیتهای سرپانتینیتیشده بهصورت رخنمونهای کوچک مقیاس –چند ده متر تا چند صد متر- در راستای گسلهای تراستی منطقه ردیابی میشوند (شکل 1). بیشتر سنگهای مافیک بیرونی بررسیشده در این پژوهش در بالاترین تراز ارتفاعی کمپلکس چور- نگل رخنمون دارند (شکل 1). این سنگها بیشتر ساخت بالشی نشان میدهند (شکلهای 2- A و B)؛ هرچند به ندرت گدازههای با ساختار تکهتکهای (blocky) و ضخامت کم نیز در منطقه دیده شدهاند (شکل 2- C). گدازههای بالشی از دیدگاه شکل و اندازه گوناگون هستند (شکل 2- B). قطر بالشها گاه به بیشتر از 2 متر نیز میرسد (شکل 2- A).
شکل 2- رخنمون سنگهای بازالتی که بهصورت ساختهای بالشی گوناگون (A و B) و گدازههای غیر بالشی (C) در منطقه دیده میشوند (در شکل C، روانة بازالتی با ساخت تکهتکهای (blocky) دیده میشود)
سنگنگاری بخش بازالتی مجموعة افیولیتی مریوان- پالنگان
سنگهای مافیک بیرونی در افیولیتهای مریوان- پالنگان از دیدگاه ویژگیهای میکروسکوپی متنوع هستند. بیشتر این سنگها بافت اَفیریک (شکل 3- A) و بهندرت بافت پورفیری (شکل 3- B) نشان میدهند. همچنین، گاه بافت حفرهای نیز در آنها دیده میشود (شکل 3- C). میکرولیتهای پلاژیوکلاز مهمترین فاز سازنده در بازالتهای بالشی با بافت آفیریک هستند. این بلورها ویژگیهای میکروسکوپی گوناگونی مانند شکل سوزنی، دمپرستویی (شکل 3- D)، اسکلتی (شکل 3- E) و گاه حالت جریانی (شکل 3- F) نشان میدهند. فضای میان میکرولیتها با بلورهای ریز و فیبریشکلِ کلینوپیروکسن پر شده است (شکل 3- G). در نمونههای پورفیری، میانبارهای فراوان در برخی فنوکریستهای پلاژیوکلاز بافت غربالی را پدید آورده است (شکل 3- B). همچنین، نشانههایی از شکستگی و حاشیة خوردهشده نیز در برخی فنوکریستهای پلاژیوکلاز دیده میشود (شکلهای 3- H و 3- I). برخی سنگهای مافیک منطقه نشانههای متنوعی از دگرسانی را نیز نشان دادهاند. بررسی نشانههای دگرسانی در آنها نشاندهندة حضور کانیهای ثانویه مانند کانیهای گروه اپیدوت، کلریت و به مقدار کمتر کلسیت و هیدروکسیدهای آهن بهصورت رگه، حفره (شکل 3- C) و شکستگیهای پرشونده و فازهای جانشینی است.
شکل 3- تصویرهای میکروسکوپی بازالتهای منطقه مریوان- پالنگان. A) بازالت با بافت آفریک؛ B) بافت پورفیری با فنوکریست پلاژیوکلاز که میانبارهای شیشه در آن بافت غربالی را پدید آورده است؛ C) بافت حفرهای پرشده با کانیهای ثانویه؛ D) بافت آفریک با میکرولیتهای سوزنی و دمپرستوی؛ E) میکرولیت پلاژیوکلاز با حالت اسکلتی؛ F) میکرولیتهای با حالت جریانی؛ G) پرشدن فضای میان میکرولیتها توسط بلورهای ریز و فیبری کلینوپیروکسن؛ H) شکستگیهای در بلورهای پلاژیوکلاز؛ I) پلاژیوکلاز دارای حاشیه واکنشی (مقیاس و حالت نوری PPL (Plain Polarized Light) و XPL (Crossed Polarized Light) در پایین تصویرها آورده شده است)
زمینشیمی
برای انجام بررسیهای زمینشیمیایی، نمونههای با کمترین نشانههای دگرسانی برای تجزیه برگزیده شدند. دادههای تجزیة عنصرهای اصلی، بههمراه محاسبه نورم CIPW و دادهای عنصرهای کمیاب بهترتیب در جدولهای 1 و 2 آورده شدهاند.
جدول 1- دادههای تجزیة عنصرهای اصلی و محاسبه نورم CIPW در بازالتهای منطقه مریوان- پالنگان (Mg#=100*Mg/(Mg+Fe2+))
|
Sample No. |
72 |
85 |
13 |
22 |
33 |
102 |
49 |
58 |
|
SiO2 |
49.38 |
50.75 |
50.5 |
51.68 |
48.59 |
49.58 |
50.73 |
50.18 |
|
TiO2 |
1.29 |
1.31 |
1.38 |
1.36 |
1.3 |
1.26 |
1.24 |
1.27 |
|
Al2O3 |
16.82 |
17.02 |
17.12 |
16.94 |
18 |
17.25 |
15.8 |
17.28 |
|
Fe2O3 |
2.75 |
2.85 |
2.87 |
2.83 |
2.81 |
2.76 |
2.75 |
2.77 |
|
FeO |
6.26 |
5.71 |
5.79 |
5.69 |
5.56 |
6.02 |
6.48 |
5.79 |
|
MnO |
0.14 |
0.12 |
0.14 |
0.12 |
0.12 |
0.14 |
0.13 |
0.12 |
|
MgO |
7.34 |
6.73 |
7.2 |
7.51 |
7.15 |
8.01 |
8.09 |
8.41 |
|
CaO |
10.98 |
10.64 |
11.9 |
11.55 |
10.69 |
10.63 |
12.25 |
10.03 |
|
Na2O |
3.34 |
3.59 |
3.02 |
2.89 |
3.51 |
3.52 |
2.69 |
3.54 |
|
K2O |
0.65 |
0.29 |
0.23 |
0.43 |
0.45 |
0.71 |
0.36 |
0.19 |
|
P2O5 |
0.19 |
0.24 |
0.24 |
0.21 |
0.22 |
0.2 |
0.17 |
0.16 |
|
Total |
99.14 |
99.25 |
100.39 |
101.21 |
98.4 |
100.08 |
100.69 |
99.74 |
|
Lol |
1.76 |
2.59 |
1.49 |
1.75 |
2.2 |
2.22 |
1.52 |
2.08 |
|
Mg# |
67.64 |
67.75 |
68.91 |
70.17 |
69.63 |
70.34 |
69.00 |
72.14 |
|
C.I.P.W. |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
Apatite (Ap) |
0.45 |
0.57 |
0.57 |
0.50 |
0.52 |
0.47 |
0.40 |
0.38 |
|
Ilmenite (Il) |
2.45 |
2.49 |
2.62 |
2.58 |
2.47 |
2.39 |
2.36 |
2.41 |
|
Orthoclase (Or) |
3.84 |
1.71 |
1.36 |
2.54 |
2.66 |
4.20 |
2.13 |
1.12 |
|
Albite (Ab) |
28.15 |
30.38 |
25.55 |
24.45 |
28.82 |
27.66 |
22.76 |
29.95 |
|
Nepheline (Ne) |
0.06 |
0 |
0 |
0 |
0.48 |
1.15 |
0 |
0 |
|
Anorthite (An) |
28.98 |
29.47 |
32.48 |
31.98 |
32.03 |
29.17 |
29.97 |
30.70 |
|
Magnetite (Mt) |
3.99 |
4.13 |
4.16 |
4.10 |
4.076 |
4.00 |
3.99 |
4.02 |
|
Diopside (Di) |
19.52 |
17.47 |
20.05 |
19.18 |
15.68 |
17.86 |
23.88 |
14.41 |
|
Hypersthene (Hy) |
0 |
9.15 |
11.20 |
15.61 |
0 |
0 |
11.94 |
7.18 |
|
Olivine (Ol) |
11.72 |
3.90 |
2.42 |
0 |
11.69 |
13.20 |
3.28 |
9.58 |
|
Quartz (Q) |
0 |
0 |
0 |
0.27 |
0 |
0 |
0 |
0 |
|
Sum |
99.16 |
99.27 |
100.41 |
101.23 |
98.42 |
100.10 |
100.71 |
99.76 |
جدول 1- ادامه
|
Sample No. |
63 |
113 |
123 |
131 |
140 |
158 |
176 |
194 |
|
SiO2 |
49.51 |
49.57 |
49.1 |
49.68 |
49.22 |
51.7 |
50.305 |
50.46 |
|
TiO2 |
1.12 |
1.11 |
1.29 |
1.41 |
1.7 |
1.59 |
1.5825 |
1.645 |
|
Al2O3 |
16.98 |
18.99 |
16.69 |
16.28 |
16.62 |
15.44 |
16.25 |
16.03 |
|
Fe2O3 |
2.62 |
2.6 |
2.84 |
3.01 |
3.21 |
3.15 |
3.1225 |
3.18 |
|
FeO |
5.87 |
5.21 |
6.51 |
6.89 |
6.6 |
6.88 |
6.8375 |
6.74 |
|
MnO |
0.13 |
0.12 |
0.13 |
0.14 |
0.15 |
0.16 |
0.1475 |
0.155 |
|
MgO |
7.77 |
6.31 |
7.25 |
6.99 |
6.95 |
7.01 |
6.8625 |
6.98 |
|
CaO |
12.22 |
12.72 |
12.73 |
12.39 |
11.31 |
10.11 |
11.41 |
10.71 |
|
Na2O |
2.81 |
2.94 |
2.96 |
2.59 |
3.56 |
3.99 |
3.3675 |
3.775 |
|
K2O |
0.11 |
0.17 |
0.27 |
0.19 |
0.34 |
0.31 |
0.245 |
0.325 |
|
P2O5 |
0.18 |
0.17 |
0.2 |
0.2 |
0.25 |
0.22 |
0.225 |
0.235 |
|
Total |
99.32 |
99.91 |
99.97 |
99.77 |
99.91 |
100.56 |
100.36 |
100.24 |
|
Lol |
1.74 |
1.43 |
1.61 |
1.41 |
1.96 |
1.8 |
1.57 |
1.88 |
|
Mg# |
70.24 |
68.34 |
66.50 |
64.39 |
65.24 |
64.49 |
64.15 |
64.86 |
|
C.I.P.W. |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
Apatite (Ap) |
0.43 |
0.40 |
0.47 |
0.47 |
0.59 |
0.52 |
0.53 |
0.56 |
|
Ilmenite (Il) |
2.13 |
2.11 |
2.45 |
2.68 |
3.23 |
3.02 |
3.01 |
3.13 |
|
Orthoclase (Or) |
0.65 |
1.01 |
1.60 |
1.12 |
2.01 |
1.83 |
1.45 |
1.92 |
|
Albite (Ab) |
23.78 |
24.88 |
25.05 |
21.92 |
29.57 |
33.76 |
28.50 |
31.94 |
|
Nepheline (Ne) |
0 |
0 |
0 |
0 |
0.30 |
0 |
0 |
0 |
|
Anorthite (An) |
33.39 |
38.12 |
31.46 |
32.23 |
28.37 |
23.30 |
28.50 |
25.83 |
|
Magnetite (Mt) |
3.80 |
3.77 |
4.12 |
4.37 |
4.66 |
4.57 |
4.53 |
4.61 |
|
Diopside (Di) |
20.92 |
19.18 |
24.50 |
22.57 |
21.02 |
20.51 |
21.50 |
20.76 |
|
Hypersthene (Hy) |
8.91 |
5.71 |
0.93 |
13.99 |
0 |
7.32 |
7.18 |
3.19 |
|
Olivine (Ol) |
5.34 |
4.76 |
9.41 |
0.45 |
10.20 |
5.74 |
5.18 |
8.31 |
|
Quartz (Q) |
0 |
0 |
0 |
0 |
0 |
0 |
0 |
0 |
|
Sum |
99.34 |
99.93 |
99.99 |
99.79 |
99.93 |
100.58 |
100.38 |
100.26 |
جدول 2- دادههای تجزیة شیمیایی عنصرهای کمیاب در بازالتهای منطقه مریوان- پالنگان (برپایة ppm)
|
Sample No. |
72 |
85 |
113 |
22 |
33 |
102 |
49 |
58 |
|
Cs |
1.47 |
0.59 |
0.61 |
0.18 |
1.32 |
2.3 |
0.5 |
1.14 |
|
Ba |
73.91 |
65 |
67.02 |
70 |
95 |
113 |
74.51 |
57.03 |
|
Rb |
17.3 |
6.4 |
6.24 |
13.9 |
10.41 |
19.6 |
5.41 |
3.11 |
|
Sr |
176 |
210 |
265 |
229 |
229 |
215 |
144 |
208 |
|
Th |
0.37 |
0.83 |
0.82 |
0.8 |
0.5 |
0.6 |
0.35 |
0.44 |
|
U |
0.15 |
0.34 |
0.36 |
0.35 |
0.19 |
0.29 |
0.19 |
0.25 |
|
Pb |
2.3 |
2.51 |
2.75 |
2.69 |
3.15 |
1.5 |
1.22 |
1.11 |
|
Sc |
33.95 |
31.21 |
31.66 |
31.1 |
31.1 |
30.1 |
36.02 |
32.13 |
|
V |
236 |
211 |
213 |
257 |
219 |
211 |
223 |
255 |
|
Cr |
355 |
325 |
317 |
388 |
272 |
263 |
386 |
407 |
|
Co |
48 |
47 |
49 |
46 |
49 |
50 |
51 |
50 |
|
Ni |
90 |
106 |
109 |
102 |
110 |
108 |
103 |
151 |
|
Hf |
3.1 |
2.99 |
2.97 |
2.99 |
3 |
2.88 |
2.51 |
2.70 |
|
Ta |
0.72 |
0.62 |
0.46 |
0.45 |
0.61 |
0.3 |
0.43 |
0.33 |
|
Zr |
135 |
143 |
138 |
132 |
135 |
115 |
91 |
103 |
|
Nb |
10 |
11.03 |
10 |
11.02 |
12.9 |
10.97 |
4 |
7 |
|
La |
5.05 |
8.41 |
10 |
11.2 |
7.2 |
13 |
4.51 |
6.51 |
|
Ce |
14.03 |
21 |
22.01 |
25.02 |
17.2 |
30 |
12.1 |
16.03 |
|
Pr |
2.13 |
2.71 |
2.87 |
3.41 |
2.36 |
4 |
2.01 |
2.29 |
|
Nd |
9.99 |
13.03 |
13.5 |
13.4 |
12.09 |
17.98 |
9.44 |
10.98 |
|
Sm |
3.38 |
4.25 |
3.83 |
3.74 |
3.69 |
4.4 |
2.71 |
3.38 |
|
Eu |
1.14 |
1.3 |
1.16 |
1.33 |
1.3 |
1.1 |
1.01 |
1.09 |
|
Gd |
4.09 |
4.62 |
4.28 |
4.68 |
4.7 |
4.55 |
4.35 |
4.39 |
|
Tb |
0.9 |
0.7 |
0.87 |
0.77 |
0.7 |
0.84 |
0.7 |
0.79 |
|
Dy |
5.94 |
4.99 |
5.61 |
5.03 |
6 |
5.75 |
5.76 |
4.91 |
|
Ho |
1.07 |
0.82 |
1.17 |
1.03 |
0.94 |
1.02 |
1.09 |
1.11 |
|
Y |
24.3 |
23.01 |
23.18 |
21.55 |
22.5 |
22.09 |
22.4 |
24.15 |
|
Er |
3.53 |
3.39 |
3.52 |
3.1 |
3.29 |
3.1 |
3.3 |
3.39 |
|
Tm |
0.57 |
0.44 |
0.48 |
0.49 |
0.42 |
0.5 |
0.42 |
0.47 |
|
Yb |
2.89 |
2.5 |
2.52 |
3.02 |
2.59 |
2.55 |
2.81 |
3.14 |
|
Lu |
0.45 |
0.4 |
0.45 |
0.39 |
0.39 |
0.38 |
0.44 |
0.45 |
جدول 2- ادامه
|
Sample No. |
63 |
113 |
123 |
131 |
140 |
158 |
176 |
194 |
|
Cs |
0.31 |
0.65 |
1.02 |
0.32 |
0.55 |
0.69 |
0.525 |
0.62 |
|
Ba |
34.51 |
34.46 |
74.39 |
34.44 |
62 |
63.1 |
48.1625 |
62.55 |
|
Rb |
0.25 |
1.21 |
5.23 |
2.11 |
6.03 |
5.3 |
3.42 |
5.665 |
|
Sr |
185 |
189 |
211 |
181 |
215 |
200 |
196.75 |
207.5 |
|
Th |
0.51 |
0.23 |
0.69 |
0.42 |
0.49 |
0.3 |
0.3925 |
0.395 |
|
U |
0.12 |
0.11 |
0.26 |
0.18 |
0.33 |
0.21 |
0.23 |
0.27 |
|
Pb |
1.19 |
1.2 |
1.18 |
2.1 |
2.15 |
1.44 |
1.795 |
1.795 |
|
Sc |
33.02 |
28.96 |
35.33 |
37.71 |
32.9 |
37 |
35.655 |
34.95 |
|
V |
224 |
203 |
236 |
248 |
253 |
251 |
245 |
252 |
|
Cr |
368 |
299 |
338 |
191 |
259 |
218 |
224.5 |
238.5 |
|
Co |
49 |
44 |
45 |
53 |
46 |
52 |
49.75 |
49 |
|
Ni |
115 |
90 |
99 |
65 |
111 |
68 |
81 |
89.5 |
|
Hf |
2.66 |
2.60 |
2.75 |
2.69 |
3.6 |
3 |
3.22 |
3.3 |
|
Ta |
0.42 |
0.47 |
0.61 |
0.44 |
0.45 |
0.43 |
0.4 |
0.44 |
|
Zr |
101 |
100 |
111 |
98 |
143 |
132 |
127 |
137.5 |
|
Nb |
11 |
4.05 |
7.42 |
9.52 |
5.6 |
7.36 |
6.97 |
6.48 |
|
La |
5.44 |
3.37 |
8.7 |
5.28 |
7.13 |
6.81 |
6.565 |
6.97 |
|
Ce |
13.91 |
12.11 |
18.92 |
15.77 |
21.1 |
17.41 |
18.0775 |
19.255 |
|
Pr |
2.03 |
1.66 |
2.54 |
2.56 |
3.13 |
2.91 |
2.8525 |
3.02 |
|
Nd |
9.11 |
8.62 |
11.52 |
11.13 |
16.02 |
13.93 |
13.6025 |
14.975 |
|
Sm |
2.75 |
3.41 |
3.49 |
3.42 |
4.81 |
4.35 |
4.2475 |
4.58 |
|
Eu |
0.95 |
1.14 |
1.2 |
1.19 |
1.36 |
1.71 |
1.4 |
1.535 |
|
Gd |
3.64 |
3.98 |
3.74 |
5 |
5.92 |
5.21 |
5.4375 |
5.565 |
|
Tb |
0.68 |
0.74 |
0.79 |
0.88 |
1.06 |
1.02 |
1.01 |
1.04 |
|
Dy |
4.51 |
4.84 |
5.3 |
5.99 |
6.98 |
6.65 |
6.615 |
6.815 |
|
Ho |
0.79 |
0.85 |
1.04 |
1.22 |
1.38 |
1.35 |
1.285 |
1.365 |
|
Y |
18.99 |
22.03 |
24.02 |
26.73 |
30.91 |
29.89 |
29.14 |
30.4 |
|
Er |
2.52 |
2.94 |
3.14 |
3.54 |
4.02 |
4.64 |
4.085 |
4.33 |
|
Tm |
0.5 |
0.43 |
0.49 |
0.51 |
0.65 |
0.63 |
0.6025 |
0.64 |
|
Yb |
2.5 |
2.47 |
2.75 |
3.32 |
3.79 |
3.29 |
3.4475 |
3.54 |
|
Lu |
0.41 |
0.32 |
0.41 |
0.56 |
0.58 |
0.48 |
0.53 |
0.53 |
در کل، نمونههای بازالتی بررسیشده در این پژوهش از دیدگاه ویژگیهای بافتی و ترکیب شیمیایی دستکم در دو گروه جای میگیرند. گروه نخست (با نماد دایره توخالی) ساخت بالشی دارد و معمولاً بافت آفریک نشان میدهد؛ اما گروه دوم (با نماد ستاره) بیشتر روانههای بازالتی غیر بالشی هستند که بافت پورفیری نشان میدهند. از دیدگاه شیمیایی، تمایز آشکاری در محتوای HREE و MREE میان دو گروه دیده میشود. از دیدگاه ردهبندی شیمیایی، همة نمونهها در محدوده بازالت جای گرفتهاند (شکل 4- A).
|
شکل 4- جایگاه بازالتهای منطقه مریوان- پالنگان در: A) نمودار ردهبندی Zr/TiO2 دربرابر SiO2 (Winchester and Floyd, 1977)؛ B) نمودار ردهبندی افیولیتها برپایة میزان FeOt/(FeOt+MgO) دربرابر TiO2 (Serri, 1981)؛ C) شناسایی سری ماگمایی بازالتهای مجموعة افیولیتی برپایة Mg# دربرابر FeOt (Brotolotti et al., 2004) (CA: کالکآلکالن؛ TH: تولهایت؛ نمونههای گروه نخست با نماد دایره توخالی و گروه دوم با نماد ستاره نشان داده شدهاند)
|
بهعلت تأثیر فرایندهای ثانویه ناشی از واکنش با آب دریا و رسوبهای سیلیسی، این سنگها چهبسا تا بیشتر از 2 درصد نفلین یا کوارتز نورماتیو داشته باشند (Williams et al., 1982). ازاینرو، دادههای بهدستآمده از محاسبه نورم CIPW و نمودار چهاروجهی بازالتها (Yoder and Tilley, 1962) (نشان داده نشده است) برای نمونههای بررسیشده نشان میدهند بیشتر آنها در گروه الیوین تولهایت (نمودار سهتایی الیوین- دیوپسید- هیپرستن) جای میگیرند. مقدار کوارتز نورماتیو در یک نمونه 27/0 درصد است و مقدارهای نفلین نورماتیو در چهار نمونه بهترتیب 06/0، 30/0، 48/0، 15/1 درصد است (جدول 1) که از همة این مقدارها چشمپوشی میشود. پس به گفتة دیگر، همة نمونهها الیوینتولهایت هستند (جدول 1). همچنین، بررسی مقدار TiO2 نشان میدهد نمونهها در افیولیتهای نوع Ti بالا قرار گرفتهاند (شکل 4- B). از دیدگاه سری ماگمایی نیز این سنگها سرشت تولهایت تا نزدیک به تحولی نشان میدهند (شکل 4- C).
همانگونه که در جدولهای 1 و 2 آورده شده است، گسترة تغییرات در بسیاری از عنصرهای اصلی کوچک است. برای نمونه، SiO2 برابربا 59/48 تا 70/51، TiO2 برابربا 11/1 تا 70/1، MgO برابربا 31/6 تا 41/8 و CaO برابربا 03/10 تا 73/12 درصدوزنی هستند. گسترة تغییرات برخی عنصرهای کمیاب مانند Ni، Cr و Sr بهترتیب، شاخصی برای تبلور الیوین، پیروکسن و پلاژیوکلاز بهشمار میرود. برای نمونه، Sr از 144 تا 265، Eu از 95/0 تا 71/1، Cr از 191 تا 407 و Ni از 65 تا 151 پیپیام در تغییر هستند. دامنة تغییرات عدد منیزم (Mg#=100×Mg/(Mg+Fe)) نیز در نمونههای بررسیشده برابربا 64 تا 72 است. کمبودن مقدار عنصرهایی مانند Sr، Eu، Cr و Ni در نمونههای با Mg# کمتر از 66 (گروه دوم) در مقایسه با نمونههای با Mg# بیشتر از 66 (جدولهای 1 و 2) چهبسا نشاندهندة تأثیر تبلوربخشی بر ترکیب شیمیایی نمونههای یادشده باشد.
بحث
تبلوربخشی
اگرچه مقدار Mg# در بیشتر نمونهها بالاست (15/64- 14/72)، اما همانگونهکه گفته شد مقدارهای کمابیش کمِ برخی عنصرها (بهویژه عنصرهای سازگار مانند Ni، Cr، Co و حتی اکسید MgO) نشاندهندة تأثیر تبلوربخشی در آشیانه (های) ماگمایی مربوطه است، این نکته بهویژه دربارة نمونههای گروه دوم درست است. الیوین، پلاژیوکلاز، کلینوپیروکسن و بهندرت اورتوپیروکسن از کانیهای رایج در تفریقبخشی پشتههای میاناقیانوسی هستند (Dilek and Furnes, 2014). برای ارزیابی تفریق احتمالی کانیهای یادشده، نمودار تغییرات برخی عنصرها دربرابر Mg# آورده شده است (شکل 5). روند کاهشی Ni با کاهش Mg# آشکارا نشاندهندة جدایش بلورینِ الیوین از ماگمای مادر سنگهای بررسیشده است (شکل 5- A). تغییرات CaO دربرابر Mg# روند روشنی نشان نمیدهند (شکل 5- B)؛ اما با کاهش Mg#، Al2O3 روند کاهشی نشان میدهد (شکل 5- C). ازاینرو، عنصرهایی مانند Sr و Eu، برای ارزیابی جدایش بلورینِ پلاژیوکلاز (شکلهای 5- D و E) و Cr برای ارزیابی جدایش بلورینِ کلینوپیروکسن بهکار برده شدهاند (شکل 5- F). برپایة بررسی تغییرات Sr و Eu، جدایش بلورینِ پلاژیوکلاز بیشتر در نمونههای گروه دوم رخ داده است. این یافتهها با بررسیهای میکروسکوپی نمونههای یادشده سازگار است؛ زیرا بیشتر آنها بافت پورفیری نشان دادهاند (شکلهای 3- B، 3- H و 3- I). بررسی تغییرات Cr دربرابر Mg# نشان میدهد نمونههای گروه دوم افزونبر جدایش بلورینِ پلاژیوکلاز، دچار جدایش بلورینِ کلینوپیروکسن نیز شدهاند (شکل 5- F). همچنین، بخشی از نمونههای گروه نخست نیز روند کاهشی با کاهش Mg# نشان میدهند و این نکته چهبسا نشاندهندة جدایش بلورینِ کلینوپیروکسن در این نمونههاست.
شکل 5- موقعیت بازالتهای مجموعة افیولیتی منطقة مریوان- پالنگان در نمودارهای فنر اکسیدهای عنصرهای اصلی و عنصرهای کمیاب و تأثیر جدایش بلورینِ الیوین، پلاژیوکلاز و کلینوپیروکسن بر ماگمای خاستگاه نمونههای بازالتی (نماد نمونهها همانند شکل 4 است)
نمودارهای چندعنصری
ازآنجاییکه نشانههایی از دگرسانی در سنگهای منطقة مریوان- پالنگان دیده شده است، برای کاهش تأثیر دگرسانی در تفسیرهای زمینشیمیای، به بررسی زمینشیمی عنصرهای نامتحرک (Pearce, 2014) در نمودارهای عنکبوتی پرداخته میشود (شکل 6- A). در نمودار عنکبوتی دادهها به ترکیب N-MORB (Sun and McDonough, 1989) بهنجار شدهاند. همچنین، دادههای E-MORB و OIB (Sun and McDonough, 1989) نیز برای مقایسه آورده شدهاند (شکل 6- A). در کل، همة نمونهها در Y و Ti تهیشدگی نشان میدهند. همچنین، مگر دو عنصر یادشده، دربارة بیشتر عنصرهای نامتحرک، بهویژه عنصرهای HFSE نسبت به N-MORB غنیشدگی دیده میشود و الگوی تغییرات ترکیب نمونهها نزدیک به E-MORB است (شکل 6- A). الگوی REE نمونهها دربرابر ترکیب گوشته اولیه (McDonough and Sun, 1995) بهنجار شده است (شکل 6- B). شناخت نمونههای گروه نخست از گروه دوم در نمودارهای عنکبوتی و REE نیز دیده شده است (شکل 6). این تمایز در الگوی REE بهویژه عنصرهای MREE و HREE آشکارتر است (شکل 6- B).
الگوی REE در همة نمونههای هر گروه کمابیش موازی است و در آن غنیشدگی ناچیزی از LREE دربرابر MREE و HREE دیده میشود. همچنین، در الگوی REE گروه نخست، در LREEها روند شیبدار و MREEها و HREE روند کمابیش هموار نشان میدهد؛ اما روند عنصرها برای گروه دوم، کمابیش هموار است (شکل 6- B). ازآنجاییکه الگوی REE برای یک مجموعة سنگی که از یک خاستگاه برخاسته باشند نباید تفکیک چشمگیری میان نمونهها نشان دهد، پس تفکیک نمونهها به دو گروه و نیز الگوی کمابیش گسترده میان نمونههای هر گروه نشاندهندة فرایندهای ماگمایی گوناگون در تنوع ترکیب شیمیایی نمونههای بررسیشده است. به گفتة دیگر، نقش ذوببخشی و تبلوربخشی در پیدایش این تنوع مؤثر بوده است. همانگونهکه در بالا گفته شد نمونههای با Mg# کم (66>) نشانههایی از جدایش بلورینِ پلاژیوکلاز و تا اندازهای کلینوپیروکسن نشان دادهاند و بیشتر این نمونهها در گروه دوم جای دارند. به گفتة دیگر، عامل جدایش بلورین از فاکتورهای مهم تنوع الگوی REE، بهویژه در نمونههای گروه دوم، بوده است. دربرابر، برای بیشتر نمونههای گروه نخست، بهویژه نمونههایی که در نمودارهای فنر از روند تفریق کانیها پیروی نکردهاند، تنوع الگوی REE شاید در ارتباط با ویژگیهای خاستگاه (مانند: ترکیب خاستگاه و درجة ذوببخشی) باشد.
شکل 6- A) نمودار عنکبوتی تغییرات عنصرهای نامتحرک بهنجارشده به ترکیب N-MORB (Sun and McDonough, 1989)؛ B) الگوی REE بهنجارشده به ترکیب گوشتة اولیه (McDonough and Sun, 1995) (دادههای N-MORB، E-MORB و OIB (Sun and McDonough, 1989) نیز برای مقایسه آورده شدهاند؛ محدودة تغییرات در نمونهها: گروه نخست: رنگ خاکستری؛ گروه دوم: رنگ سرخ)
ذوببخشی
برپایة آنچه گفته شد، تبلور و تفریق از عوامل تنوع ترکیب شیمیایی، دستکم در بخشی از نمونههای بررسیشده بودهاند. از آنجاییکه در پشتههای میاناقیانوسی، خاستگاه ماگماها در ژرفای کم و از یک گوشتة لرزولیتی در رخساره اسپینلدار دانسته میشود، پس چهبسا سه عامل اصلی بر تنوع پیدایش ماگما در چنین گوشتهای مؤثر هستند:
- عامل نخست، نرخ ذوببخشی متفاوت از گوشتة اسپینلدار است؛
- عامل دوم افزودهشدن سازندههای گوشتهای دیگر یا به عبارتی آمیختگی ماگمایی خاستگاه با مخزنهای زمینشیمیایی گوناگون (مانند: EM1، EM2، HIMU) است؛
- عامل سوم بالاآمدن گوشتة گارنتدار و پیدایش ماگما از آن است.
در ادامه به بحث و بررسیِ هر کدام از عوامل یادشده پرداخته میشود.
عنصرهای ناسازگار از ابزارهای سودمند برای بررسی فرایندهای ذوببخشی بهشمار میروند (Allègre and Minster,1978; Minester and Allègre, 1978). بررسی تغییرات عنصر ناسازگار Sr دربرابر Ni (شکل 7- A) نشان داده است بیشتر نمونهها از روند ذوببخشی پیروی کردهاند؛ با وجود این، نمونههای گروه دوم تا اندازهای روند تفریق را دنبال کردهاند و تأثیر تفریق در آنها دیده میشود. تغییرات Sm دربرابر La/Sm نیز با نتیجة بالا سازگار است و تأثیر نوع خاستگاه یا میزان ذوببخشی در پیدایش تنوع ترکیب شیمیایی نمونهها را نشان میدهد (شکل 7- B).
|
شکل 7- A، B) بررسی تأثیر فرایندهای تفریق و ذوببخشی با استفاده از عنصرهای سازگار و ناسازگار برای نمونههای گروه نخست (دایره) و گروه دوم (ستاره) نشاندهندة رفتار فرایند ذوببخشی در تغییرات ترکیب شیمیایی نمونههای بازالتی منطقه بهویژه نمونههای گروه نخست است؛ C) جایگرفتن نمونهها در دو روند غالب نشاندهندة ویژگیهای متفاوت (ترکیب کانیشناختی و یا درصد ذوببخشی) در خاستگاه دو گروه سنگی بررسیشده است.
|
عنصرهای Zr و Ti از عنصرهای بهشدت ناسازگار هنگام فرایند ذوب گوشته هستند (Woodhead et al., 1993). صرف نظر از اکسیدهای Fe-Ti و کانی زیرکن، تفریق فازهای سیلیکاته تأثیر چندانی در نسبت این عنصرها ندارد؛ ازاینرو، این عنصرها برای بررسی خاستگاه و درجة ذوببخشی آن بهکار برده میشوند (Woodhead et al., 1993). بررسی تغییرات Sm دربرابر Zr/Ti دو روند غالب برای نمونههای بررسیشده نشان میدهد (شکل 7- C). این روندها تا اندازة بسیاری، نمونههای گروه نخست را از دوم جدا کرده است. به گفتة دیگر، جایگرفتن نمونهها در دو روند متفاوت شاید نشاندهندة ویژگیهای متفاوت خاستگاه مانند درجة ذوببخشی متفاوت و یا تفاوت ترکیب شیمیایی- کانیشناختی خاستگاه این سنگها باشد.
برای بررسی نوع خاستگاه و درجة ذوببخشی ماگمای مادر نمونههای بررسیشده الگوسازی ذوب دستهای غیرمدال (Shaw, 1970) برای پریدوتیت اسپینلدار (Kinzler, 1997) و گارنتدار (Walter, 1998) با بهکاربردن ترکیب گوشته اولیه (McDonough and Sun, 1995) و ضریب توزیع مذاب- کانی عنصرها در سیستمهای بازالتی (White, 2013) انجام شد (شکلهای 8- A و 8- B). از یک سو، دادههای بهدستآمده از الگوسازی نشاندهندة خاستگاهگرفتن ماگمای نمونههای بررسیشده از پریدوتیت اسپینلدار است و نقش گارنت در خاستگاه این سنگها ناچیز است. از سوی دیگر، برپایة الگوسازی یادشده، درجههای ذوببخشی متفاوتی (تقریباً برابربا 5 تا 25 درصد) برای نمونههای بررسیشده بهدست آمد (شکل 8). دامنه تغییرات درجة ذوببخشی در نمونههای گروه دوم محدود است (برابربا 15 تا 25 درصد)؛ اما نمونههای گروه نخست دامنة گستردهای از 5 تا 25 درصد درجة ذوببخشی را نشان دادهاند. این ویژگی با نتایج پیشین سازگار است و نشاندهندة تأثیر ذوببخشی بهعنوان عامل مهمی در تنوع ترکیب شیمیایی بازالتهای مجموعة افیولیتی بررسیشده بهویژه در سنگهای گروه نخست است.
محاسبه نسبتهای بهکاررفته در الگوسازی یادشده و مقایسه آن با چند مخزن زمینشیمیایی در شکل 9 آورده شده است. نمونهها بهترتیب افزایش Mg# از چپ به راست مرتب شدهاند (شکل 9). همانگونهکه در شکل 9 دیده میشود دامنة تغییرات در نسبتهای یادشده برای نمونههای گروه دوم ( Mg# کمتر از 66) کمتر است و بهسوی نمونههای با Mg# بیشتر از 66 (گروه نخست) دامنة تغییرات در این نسبتها افزایش مییابد. چنین تغییراتی دور از انتظار است؛ زیرا نمونههای گروه دوم که جدایش بلورین بیشتری را پشت سر گذاشتهاند و مقدار REE در آنها بیشتر است. ازاینرو، انتظار میرفت دامنة تغییرات نسبتهای یادشده در آنها بیشتر باشد. همچنین، تغییرات درصد ذوببخشی بالا (15 تا 25 درصد) احتمال اینکه غنیشدگی الگوی REE در نمونههای گروه دوم بیشتر تحتتأثیر فرایند ذوببخشی (مانند: درجههای ذوببخشی کم) باشد را منتفی ساخته است. دربرابر افزایش دامنة تغییرات نسبتهای یادشده در نمونههای گروه نخست که شاید ترکیبی نزدیک به ماگمای نخستین دارند میتواند نشاندهندة تأثیر یک عامل بیرونی در ترکیب خاستگاه آنها باشد. مقایسه نسبتهای یادشده در نمونههای بررسیشده با مخزنهای زمینشیمیایی گوناگون نشان داده است که این نسبتها بیشتر با EMII نزدیک هستند (شکلهای 9- B و 9- C). به گفتة دیگر، میتوان گفت که شاید سازندههای EMII در افزایش نسبتهای عنصری یادشده بهویژه در نمونههای با Mg# بالاتر از 66 (گروه نخست) نقش داشتهاند.
شکل 8- دادههای بهدستآمده از الگوسازی ذوب دستهای غیرمدال (Shaw, 1970) که دامنة ذوببخشی برابربا 5 تا 25 درجه را برای سنگها بازالتی بررسیشده نشان میدهد. دامنة تغییرات ذوببخشی در سنگهای گروه نخست (دایره) بیشتر از سنگهای گروه دوم (ستاره) است (نماد N در نسبتها نشاندهندة بهنجارسازی به ترکیب کندریت C1 (McDonough and Sun, 1995) است)
شکل 9- تغییرات نسبتهای عنصری بهکاررفته در الگوسازی ذوببخشی در سنگهای بازالتی منطقة مریوان- پالنگان. A) تغییرات نسبتهای عنصری بهنجارشده به ترکیب PM یا primitive mantle (McDonough and Sun, 1995)؛ B) تغییرات نسبتهای بهنجارشده به ترکیب EMII (Workman et al., 2004)؛ C) مقایسه نسبتهای عنصری در نمونههای بازالتی با نمونههای مرجع که نشاندهندة نزدیکی نسبتهای عنصری نمونههای بررسیشده با EMII (خطچین افقی) است. دادههای C1 (McDonough and Sun, 1995)، DMM (Salters and Stracke, 2004; Workman and Hart, 2005)، EMI (Willbold and Stracke, 2006) و N-MORB، E-MORB و OIB (Sun and McDonough, 1989) نیز برای مقایسه آورده شده است. نمونههای بررسیشده از چپ به راست بهترتیب افزایش Mg# آورده شدهاند (نماد نمونهها در شکلهای B و C همانند A است؛ میانگین و انحراف معیار (SD) نسبتها نیز نشان داده شده است)
سرشت غنیشده بازالتهای افیولیتهای تتیسی در آلبانی، یونان، ترکیه و ایران تأیید شده است و عموماً به سهیمبودن ترکیبهای OIB یا (MORB نوع پلوم) در ترکیب خاستگاه بازالتهای پشتههای میاناقیانوسی وابسته دانسته شده است (مانند: Saccani et al., 2003; Bartolotti et al., 2004; Bortolotti et al., 2018). تغییر سرشت بازالتهای افیولیت آلبانی از باختر به خاور بهسوی ترکیبهای غنیتر بهصورت: (1) خاستگاهگرفتن این سنگها از خاستگاه گوشتهای تهیشدهای که بهطور فزاینده تحتتأثیر سیالهای مرتبط با فرورانش بوده است (Dilek et al., 2005) و یا (2) برهمکنش میان سستکرة نوع MORB و خاستگاه گوشتهای نوع OIB (Bartolotti et al., 2004) دانسته شده است. سرشت غنیشده بازالتهای نوع MORB در شبه جزیره آرگولس یونان به خاستگاه گوشتهای اولیهای که با ترکیبهای نوع OIB غنی شده است وابسته دانسته شده است (Saccani et al., 2003). برپایة زمینشیمی عنصرهای کمیاب و ترکیبهای ایزوتوپی سنگهای غنیشده یونان Pe-Piper (1998) پیشنهاد کرده است خاستگاهی گوشتهای با سازندة HIMU، جداشده از یک پلوم، تغییر ترکیبهای MORB را بهدنبال داشته است. سنگهای بازالتی پهنة زمیندرز ازمیز- آنکارا (Göncüoglu et al., 2010) و ملانژ آنکارا (Bortolotti et al., 2018) در ترکیه، از نوع MORB غنیشده و MORB نوع پلوم هستند و نشانههایی از تأثیر گارنت در خاستگاه را نشان میدهند. در بررسیهای یادشده، سرشت غنیشدگی متنوع در همة این بازالتها را اینگونه تفسیر کردهاند که این سنگها در محیط پشتههای میاناقیانوسی و از ذوببخشی خاستگاهی گوشتهای ناهمگن و دگرسانشده با ترکیبهای OIB پدید آمدهاند. ترکیب شیمیایی و ایزوتوپی سنگهای آتشفشانی افیولیتهای کرمانشاه نیز ویژگیهای ماگماهای مرتبط با OIB را نشان داده است (Saccani et al., 2013). به گفته این پژوهشگران، ماگماهای غنیشده هنگام درجههای کم ذوببخشی از خاستگاه گوشتهای تهیشده خاستگاه گرفتهاند که سپس با ترکیبهای نوع OIB دگرسان شده است.
Saccani و همکاران (2014) هنگام بررسی بخشی از مجموعة افیولیتی مریوان- پالنگان، الگوی زمینساختی را پیشنهاد کردهاند که برپایة آن بازشدن بخش جنوبی اقیانوس نئوتتیس با بالاآمدگی گوشتة سستکرهای همراه بوده است؛ این عامل منجر به درجههای متفاوت ذوببخشی در ژرفای مختلف و اختلاط یا برهمکنشهای بعدی میان مذابهای پدیدآمده شده است. چنین الگویی چهبسا تا اندازهای نقش ترکیبهای OIB در پیدایش بازالتهای غنیشده مرتبط با افیولیت را نهتنها برای نمونههای بررسیشده، بلکه شاید برای افیولیتهایی مانند ترکیه و منطقة مدیترانه نیز توضیح دهد. الگوی یادشده همچنین، وجود سنگهای بازالتی با مشخصه تأثیر گارنت در خاستگاه در برخی پهنههای افیولیتی (مانند: کرمانشاه یا ملانژ آنکارا) را نیز میتواند توجیه کند. ازاینرو، دادههای بهدستآمده برای نمونههای بررسیشده نیز تا اندازة بسیاری، با این الگو سازگار هستند و در تأیید این الگو چهبسا چنین نتیجه گرفته بشود که سنگهای بررسیشده با سرشت غنیشدگی متفاوت، شاید در پی درجههای ذوببخشی متفاوت از یک خاستگاه گوشتهای غنیشده برخاسته باشند.
نتیجهگیری
مجموعة افیولیتی مریوان- پالنگان توالی افیولیتی ناکاملی است که بخش آتشفشانی و مجموعه دسته دایکهای دیابازی در آن بهخوبی گسترش پیدا کردهاند. بررسی بخش آتشفشانی مجموعة افیولیتی مریوان- پالنگان نشان میدهد سنگها بازالتی هستند و ساخت آنها بالشی و به مقدار کمتر تکهتکهای (blocky) است. بافت آفریک و پورفیری از بافتهای رایج در این سنگها هستند. پلاژیوکلاز فنوکریست رایج در سنگهای با بافت پورفیری است. از دیدگاه ردهبندی شیمیایی، سنگهای بررسیشده بازالت هستند. نتایج محاسبه نورم CIPW نشاندهندة تعلق بازالتهای بررسیشده به گروه الیوین تولهایت (تولهایت آبیسال) است که تا اندازهای به سریهای تحولی نزدیک هستند. این سنگها از دیدگاه مقدار TiO2 در محدودة مربوط به افیولیتهای Ti بالا جای دارند. برپایة تمایز در ویژگیهای زمینشیمیایی و بافتی، دو گروه سنگی در منطقه بررسیشده شناسایی شدند. گروه نخست از دیدگاه بافتی بیشتر آفریک هستند؛ اما گروه دوم بیشتر بافت پورفیری نشان دادهاند. الگوسازی زمینشیمیایی ذوببخشی نشان میدهد بازالتهای هر دو گروه از یک خاستگاه پریدوتیت رخساره اسپینلدار پدید آمدهاند؛ با این تفاوت که دامنه تغییرات درصد ذوببخشی در گروه نخست از 5 تا 25 درصد و در گروه دوم از 15 تا 25 در تغییر است. همچنین، شواهد میکروسکوپی و بررسیهای زمینشیمیایی نشاندهندة تفریق الیوین، پلاژیوکلاز و پیروکسن از ماگمای خاستگاه بهویژه برای نمونههای گروه دوم است. به گفتة دیگر، تغییرات ترکیب شیمیایی در نمونههای گروه نخست بیشتر تابع تغییرات ذوببخشی است؛ اما در تنوع ترکیب نمونههای گروه دوم هر دو عامل ذوببخشی و تبلور تفریقی نقش داشتهاند. سرشت غنیشدة بازالتهای مجموعة افیولیتی مریوان- پالنگان نشاندهندة احتمال مشارکت سازندههای EMII در سنگ خاستگاه آنهاست. ازاینرو، درکل، سه عامل در پیدایش تنوع ترکیب شیمیایی سنگهای بازالتی بررسیشده دخیل دانسته میشوند. این عوامل بهترتیب اهمیت عبارتند از: (1) درجههای گوناگون ذوببخشی؛ (2) تبلور و تفریق کانیهای الیوین، پلاژیوکلاز و کلینوپیروکسن؛ (3) مشارکت سازندههای غنیشده (مانند: سازندههای EMII) در ماگمای خاستگاه بازالتهای بررسیشده.
سپاسگزاری
نگارندگان از دانشکده علوم دانشگاه خوارزمی برای فراهمآوردن امکان ساخت مقطعهای میکروسکوپی و آزمایشگاه Met-Solve Analytical Services برای تجزیة نمونهها سپاسگزاری میکنند. همچنین، از داورهای گرامی که با پیشنهادهای سازنده خود کمک بسیاری به بهبود نوشتار کردهاند، سپاسگزارند.
)
